遥感科学-热红外遥感完整版

《

遥感科学

》

热红外遥感《

遥感科学》

热红外遥感

（一）

概况（二）

热辐射原理一、黑体辐射二、真实物体的辐射三、热辐射与地面的相互作用

四、热作用与温度（三）热扫描图像的特点与解译

一、热红外扫描图像的特点

二、成像时段的选择

三、物体的热学性质

四、热红外遥感图像的解译与应用（一）

概

况红外谱段位于可见光和微波之

间，波长

0.76-1000μm

，包括

•

反射红外，波长

0.76

-3.0μm；

•

发射红外，波长

3

-

18μm。发射红外又分为：•

中红外谱段（3-6μm），这个范围热辐射与对太阳辐射的反射部

分须同时需要考虑。•热红外谱段（6-18μm）

，

以热辐射为主，反射部分可忽略不计；注：除“热红外”谱段外，许多其它谱段（如微波等）

也可

以有少量的热能发射。热红外遥感定义热红外遥感：利用星载或机载遥感器接收、记录地物的

热红外信息，并对信息进行处理分析，识别地物特性，

反演地表参数（温度、湿度、热惯量等）热红外遥感的波谱段中红外:

3-6mm

热红外：8-14mm李召良健康状况？地表温度的重要性体温是指示人身体健康状况

、是否患有疾病的关键

指标之一。地表温度是指示地球健康状况健康状况？

未来？和预测地球未来变化最重要

的地表环境参数之一地表温度可以认为是地球的“体温”李召良热红外遥感研究的重要性地球系统的能量流、物质流均可归结为其热量和物质的积

累和耗散。与人类生存息息相关的植物生长、水分循环、气候与

环境变化，以及全球变化等均离不开地球系统水热平衡的研究。热红外遥感是大范围、快速、准确获取地表温度重要手段

，地表温度是很多基础学科和应用领域的重要物理量，它综合

反映了地球表面——大气相互作用过程中物质和能量交换的结

果，能提供地表能量平衡状态的时空变化信息，是地球系统水

热平衡研究中十分关键的物理参数。地表温度既可作为地表过程等模型的输入参数，又可用于

验证这些模型的输出结果热红外遥感研究的重要性（续）

热红外遥感直接得到的是地表温度Ts间接得到：土壤热惯量、土壤水分、地表蒸散发、土壤热

通量等参数。•

Ts可用于研究地表热通量、估计作物需水量；•

Ts

可用于估计区域日蒸散；•

Ts

日变化可用于估计地表热惯量与地表湿度；•

Ts

可作为荒漠化的检测指标之一；•

Ts

可用于估算地表湿度与冠层水分蒸发；•

Ts

是一些过程模型的初始输入或输出。热红外遥感是获取地表温度、地表热状况信息的一种非常重

要的手段（一切和热相关的信息获取主要通过热红外遥感）。热红外遥感的复杂性1）大气效应的复杂：大气散射

+

大气吸收

+

大气自身发射。

在

热

红

外

谱

段

内

，

大

气

散

射

虽

然

远

不

如

紫

外

-

可

见

光

谱

段

强

，

但大

气吸收明显

（

大

气

分子、水汽、悬浮粒）；大气

自身发

射

（

水

汽

、

气溶胶）—

程辐射会叠加到地面物体的热辐射信号上

。2）

地物本身的热过程是复杂的。地物从吸收能量（热储存、增温）到发射能量（热释放、降温）的

过程，不仅与地物本身的热学性质（热传导率、热容量、热惯量

等）有关，还受环境条件及地表热状况（如微气象参数--风速、风

向、空气温度、湿度等

，土壤参数--土壤水分、组成、结构等

，植物

覆盖状况、地表粗糙度、地形地貌等）

多种因素的影响。

要定量地表达这一过程，是相当复杂的。3）反演是欠定的：测量值个数总小于反演参数的个数，方程是病态求解。4）热探测器所获得的物体发射辐射信息M

(T

)

T4包含两个重要信息----

物体的温度和比辐射率（表示物体辐

射能力），温度/比辐射率的分离

是热红外遥感的难点。5）热红外遥感图像的空间分辨率一般低于可见光—近红外

遥感图像（为什么？），因此“混合像元”

（非同温像元）的问题，显得更为突出。6）在热红外波段，目标物与周围物体互为辐射源（存在环

境辐照度）

，

目标物与周围环境之间的关系需通过

多次散射

来描述。7）改变地物温度的因素，除了地物本身的热过程（热吸收与

热辐射）外，还有显热交换与潜热交换。•

显热交换（Sensible

heat）--

由于温度差导致的热量传递；对于地表

，主要指地表内部的热量与大气的交换；

热传递方式有多种：

热传导

------是介质内无宏观运动时的传热现象

，由基本粒子

（分子、原子等）热运动产生物体的内能，

固态物体的各个部分

没有相对位移；热对流

------

由流体的分子或微团的物理运动所致；热辐射

------

由物体内能转化为电磁波所致；它们都属于显热(又称感热)交换；•

潜热交换（Latent

heat）--

由物质的相变导致的热量传输，指地表水分蒸发耗热，水汽凝结散热等能量交换。显热与潜热交换都与天气、气候有关。几种热交换过

程交织在一起，难以分解，建立起它们与温度改变的定量

关系比较复杂。热红外遥感研究的关键科学问题

热红外遥感的研究主要集中在：•

热红外遥感的基础研究热辐射与地面相互作用机理、地表真实温度反演

等；涉及到热红外定量遥感研究的几个关键环节

----

大气辐射传输、温度/比辐射率的分离、热辐射额方向性、反演参数的真实性检验这些都是目前定量热红外遥感的热点与难点。

•

热红外遥感的应用研究在各领域中如何得到更广泛、更充分、更好的应用。第

7章

热红外遥感（二）

热辐射原理

一、黑体辐射二、真实物体的辐射

三、热辐射与地面的相互作用

四．热作用与温度热辐射从理论上讲，自然界任何温度高于绝对温度

0（K）

（

或

-273°C

）的物体都能向外发射电磁波。其辐射能

量的强度和波谱分布位置与物质的表面状态有关，它是

物质内部组成和温度的函数。正因为这种辐射依赖于温度，因而称“热辐射”。

热辐射也是一种电磁波振动，遵循光的所有规律：•

在真空中以光速直接传播，传播速度等于辐射波长同频

率的乘积，

即

C

=

；•

以不连续的粒子（量子）形式传播，每个量子的能量为Q

=

h

（

h

为

Planck

常数

）•

……辐射出射度一、黑体辐射

①Planck定律给出辐射出射

度Mλ(T)与温度和波长的

关系；

Mλ

随波长连续变化，

每条曲线只有一个最大值；②斯-玻定律给出总辐射出射

度M

与温度的四次方成正

比；温度愈高（各波长上的可见光波段辐射能太阳温度白炽灯温度火燃烧温度）光谱辐射出射度也愈大；地球温度③

Wien定律给出光谱辐射的

峰值波长与温度的关系；

峰值波长随温度的增加向

短波方向移动。波长

(μ

m)不同温度黑体辐射波谱曲线M

(T

)

T44从黑体辐射定律可知，物体热辐射的强度和峰值波长

都

是随物体的温度而变化的。温度确定后，从普朗克公式、维恩定律可推算出物体的

峰值波长，

λmax

=

2898

/

T

；从斯—玻定律可计算出物体辐射的总出射度，M

T

。反之，从物体的光谱分布及辐射出射度也可推算出物体的

温度。因此，理论上可通过对地表辐射能量的测量或运用遥感热

辐射数据，间接获得目标对象的

温度

信息。但对于真实物体，由于比辐射率的影响，要准确获得地

表真实温度的难度很大。第

7章

热红外遥感二、真实物体的辐射

1、比辐射率2、比辐射率的影响因素二、真实物体的辐射SB1、比辐射率真

实

物

体

并

非

黑

体

，

它

的

辐

射

出

射

度

小

于

同

温

下

黑

体

的

辐

射

出射度。因而引出了“比辐射率”的概念，用

(T

,

)

表示。

比辐射

率

（又称发射率）被定义为：物体在温度

T

、波长λ处

的辐射出射度

M

（T，λ）与同温度、同波长下的黑体辐射出射

度

M

（T，λ）的比值。即：

(T

,

)

M

S

(T,

)

M

B

(T

,

)比辐射率是一个无量纲的量，

ε的取值在0-1之间。

它是波长λ的函数。由于ε是由材料性质决定的，通常在较大的

温度变化范围内为常数，因而常不标注为温度的函数。M

(T

)

T4典型地物的光谱比辐射率曲线水体与黑体辐射特征比辐射率是物体发射能力的表征，

可用于区分和识别不同的表面类型、

测定地表温度Ts

。水体在6-14μm的辐

射特征很接近黑体，发

射率为0.98-0.99。

在10.5微米以后，多数物体的比辐射率逐渐趋于稳定，变

化相对比较小。2、比辐射率的影响因素物体比辐射率取决于：

•

表面组成成分•

表面状态（表面粗糙度

等）

•

表面其它物理参数（介电常数、含水量

等）•

波长、观测角度

等如：•

组成成分变化：随着各

种岩浆岩中氧化硅

sio2含

量的降低，岩石发射光

谱曲线的吸收峰值向长

波方向移动；SurfaceCommentsEmissivitySoilsDark,

wet0.98Light,

dry0.90Desert0.84

–

0.91Grass0.90-0.95Agriculturalcrops0.90

–

0.99Forests,落叶Bare0.97Leaved0.98Forests,针叶0.97

–

0.99Water0.92

–

0.97SnowOld0.82Fresh0.99IceSea0.92

-

0.97•

比辐射率随表面状态不同

而变化，常温下白云石的磨

光面的比辐射率为0.929、粗

糙面为0.958（粗糙表面比辐射率高）；落叶树的单叶为

0.96，整个树冠为0.98;•土壤的比辐射率随着土壤水

分含量而变化，

如20℃时沙地

为0.90、干土为0.92、湿土为

0.95-

0.98

（深色的、湿度大

的比辐射率高，浅色的、湿度低的比辐射率低）；Source:

Oke

(1987)热辐射的方向性自然界的物体多为非朗伯源，其表面辐射亮度

L

与出射方

向（观测角度）θ

是有关的。即

热辐射具有方向性，这种方向

性是物体结构特性和热辐射特性的共同作用结果。研

究

表

明

，

观

测

作

物

表

面的

亮

度

温

度

，

从

天

顶

角

0

～80°

可

以

相

差

13℃

。

这

种

差

异是

由

作

物

的

几

何

结

构

及

真

实

温度

的

垂

直

分

布

造

成

的

，

并

受

总体

比

辐

射

率

、

太

阳

高

度

角

和

仪器视角大小等因素的影响。物体热辐射的方向性主要是由比辐射率的方向性引起的。观测角度对表面温度的影响也

就

是

说

，

比

辐

射

率

ε

不

仅

是

λ

的

函

数

，

还

是

观

测

角

θ

的

函数。比辐射率的影响因素很多，若忽略比辐射率的影响因素，

可产生较大的温度误差，如

作物冠层温度误差可达

3～5℃，

土壤表面的误差可达

10℃以上。研究表明，以单窗算法为例，ε误差0.01（1%）可引起0.5K

左右的温度反演误差；若再考虑比辐射率的方向性则误差更大。

可见，在定量热红外遥感中，对比辐射率的精确测量与估计至关重要。但由于影响“比辐射率”

的因素很多，对它的精确

测量难度很大。4如何获得表面比辐射率？

间接法：根据比辐射率与反射率的关系（即对于不透明物

体

1

）通过测定半球反射率来测定比辐射率

（该方法受

测量仪器自身发射的干扰）。

直接法：根据公式

M

(T

)

T

，使用光谱辐射仪测定目标温

度和热辐射，从而求得比辐射率（

测量值含有仪器自身发射、

环境辐射及反射部分的信息

）

直接+间接法：如辐射仪结合CO2激光仪测量，远距离测量以

避免测量仪器辐射对测量结果的影响（

需要假定表面温度和比

辐射率在测量过程中不变）发射率测量中多角度实验的必要性辐射计Z辐射源Y目前反演比辐射率时，

对物体表面做朗伯假

设，将某个角度的测

量结果直接应用到半

球空间，。X问题：入射角度的改变是否会影响测量结果？

入射角度的变化与反射能量之间的联系？辐射仪结合CO2激光仪测量发射率CO2

激光仪L50主动红外辐射源波长范围：9.2-10.7um，

光谱分辨率：4cm-1波长范围适于热红外

波段红外测温仪KT15测量温度变化光谱范围(10-13um)，

精度(0.5K)，温度分辨

率

(0.2K)视场角较小，快速响应，

小巧轻便102F便携式野外傅立叶

变换红外波谱仪测量发射率光谱测量范围(2-16um),

发射率测量精度4%@3-

5um,<2%@8-14um测量镜头360°旋转，

视角4.8°CO2

激光仪主被动热红外遥感反演地表比辐射率方法反射板（控制

入射角度）红外测温计热红外辐射计环境辐射被测物体第

7章

热红外遥感三、热辐射与地面的相互作用1、热辐射与地面的相互作用2．热辐射传输方程3．热红外遥感的波段选择IARTI

1、热辐射与地面的相互作用能量入

射到地

表物体

表面被

吸收、反射、透射。按照能量守恒定律，它们之间的关系为：E

I

E

A

E

R

ET式中，E

为入射能，E

为吸收能，E

为反射能，E

为透射能。上式分别除以入射能

E

，得:EI

EA

ER

ET

EI

EI

EI

EI即

(

)

(

)

(

)

1其中,

(

)、

(

)、

(

)分别表示地面因子的吸收率

、反射率

、

透射率。对于热辐射，关键在于地表目标吸收——发射辐射。基尔霍夫定律

：在热平衡条件下，在任一给定温度下，地物单位面积上的辐

射出射度

M

和

吸收率α

之比，对于任何地

物都是一个常数，并等于该温度下同面积黑

体辐射出射度

M黑。M

M黑

(

)

0基尔霍夫辐射定律

(

)

(

)一般来说，物体的辐射能量收支并不相等，

绝对的热平衡

状态并不存在，

但‘局地热平衡’却普遍存在（

指瞬时间热交换

非常缓慢，物体向外辐射的能量基本等于从外界吸收的能量

）。经

验证明，基尔霍夫定律对大多数地面条件都能适用。则：

(

)

(

)

(

)

1一般在遥感应用中，我们研究的目标被假定为对热辐射是不透明体。即

。

则

(

)

(

)

1

（

）

1

（

）可见，在热红外谱段可通过测反射率

(

)

来测定发射率

(

)

。在热红外遥感的

地-气间辐射传输

中，地面吸收太

阳短波能量开始

升温，将部分太

阳能转为热能，

然后地面再向外

辐射较长波段的

热红外辐射能量。同时，大气也

是热红外辐射的

辐射源，它包括

大气的上行和下

行辐射。①

②③地--气

热辐射传输示意图

L

B

(TS

)

0

L0

(1

)

L0

0

L、L2、热辐射传输方程（回顾）若

假

设

地

表

对

热

辐

射

具

有

朗

伯

体

性

质

，

大

气

下

行

辐

射

强

度

在半球空间内为常数，则热辐射传输方程可简化为：①

②

③L

：遥感器所接收的波长λ的热红外辐射亮度；

B

(TS

)

：地表物理温度为

TS

（K）时的黑体辐射亮度；

：波长λ的地表比辐射率；

0

：从地面到遥感器的大气透过率；

0

0

：波长λ的大气上行辐射、大气下行辐射。①

地表热辐射经大气削弱后被遥感器接收的热辐射亮度；

②大气上行辐射亮度；③大气下行辐射经地表反射后再被大气削弱最终被遥感器

接收的辐射亮度。

中红外谱段的热辐射传输方程：L

B

(TS

)

0

L0

L0

0

ES

0

①②

地表二向性反射分布函数③④ES

地表太阳辐照度对于中红外谱段（3—6μm）白天地表反射太阳辐射能量

与地物自身发射的中红外波段热辐射能量在数量级上相当，

要从遥感器所接受的辐射能量中把这两部区分出来是困难的。

因此，白天中红外波段的应用比较复杂。方程中第4项是照射到地表为ES的辐照度经大气反射到

传感器的能量。3、热红外遥感的波段选择地表物体的温度一般在

+40℃

—

-40℃之间，平均

环境温度为

27℃（相当于

300K）。根据维恩位移定律，

地面物体的辐射峰值波长在

9.26-12.43μm之间，正位于

热红外谱段

8～14μm的大气

窗口内。地表高温目标，如火焰等，

其温度达

600K以上，辐射峰

值波长为4.8μm，在红外谱

段

3～5μm

的大气窗口内。据此原理，选择探测不

同温度范围物体所需要的红

外波段。需要说明的是：•

地球环境地物的热辐射谱段主要集中在热红外波段，微波

辐射能量很弱（低于TIR许多数量级），但微波遥感器的测

量敏感度高于热红外光谱仪，因而可利用微波辐射计也可

测量目标温度，只是它们与地物相互作用机理不同。•

大量观测表明，在自然条件下，被地球表层系统所吸

收的短波辐射能量与地球自身发射的长波辐射能量大致

相当，这正是地球环境温度相对稳定的缘由。第

7章

热红外遥感四．热作用与温度1、分子运动温度2、亮度温度3、地表真实温度反演kin1.

分子运动温度---

Kinetic

Temperature分子运动温度---动力学温度（T

），又称为真实温

度。它是物质内部分子不规则运动的平均热能（的体现）

，

是组成物体的分子平均传递能量的“内部”表现形式。一般通过用仪器（如温度计）直接放置在被测物体上或

埋于被测物体中来获得物体的真实温度。但是，

接触测温

法往往因测温感应元件接触物体表面而破坏了原表面的热

状态。如温度计的点测法，既有温度计本身量测时遮挡太

阳辐射的降温作用，又有温度计自身散热的增温作用，还

有温度计感应部件的薄层玻璃的吸热作用，同时还应考虑

微气象、环境条件等的影响。b4441

4bbkin2.亮度温度---Brightness

Temperature亮度温度（T

）是指当一个物体的辐射亮度与某一黑体的辐

射

亮

度

相

等

时

，

该

黑

体

的

温

度

就

被

称

之

为

该

物

体

的

“

亮

度

温

度”，即

辐射出与观测物体相等的辐射能量的黑体的温度。

是和实际目标具有等效辐射值的黑体的温度。M

Tkin

Tkin

M

TbTb

Tkin•

T

（亮度温度）是衡量物体温度的一个指标，但不是物体的

真实温度；•

T

总小于它的实际温度（T

）；•辐射计观测到某个目标的辐射值，利用普朗克函数和波段的

响应函数转化为黑体的温度，这个温度就是目标的亮度温度。3.地表真实温度的反演从

热

红

外

遥

感

器

输

出

的

是

物

体

辐

射

温

度

的

度

量

。

但

许

多

热

红

外

遥

感

应

用

中，人们的兴趣在于物体的真实温

度

。它是

地

表

物

质

的

热

红

外

辐

射

的

综

合

定

量

形

式，

是

地

表

热

量

平

衡

的

结

果。地表真实温度能与水热能量交换相

联

系

，

作

为

一

个

重

要

的

基

本

参

数

，

直

接

参

与

相

关

模

型

（如全球环

流模型

、地表潜热、显热通

量方程

、土壤热通量

方程等）的计算。显然，简单的把亮度温度代替地表温度，把单一观测

角的测量值当作整个半球的热红外出射辐射均是缺乏科

学性的，不正确的。如何获得地表温度？

利用温度计或其它点接触探测头测定的方法

受时间和空间的限制，没有足够的空间覆盖数据

受其它外界环境的影响很难获得精确的表面温度

利用热红外传感器来测定（反演）的方法

在局部尺度上：

使用地面测量

在大、中尺度上：

使用航空、航天遥感进行空间测量

测量的量是波谱辐射能，和

Ts、ε、

大气及周围环境有关地表温度反演算法随着热红外遥感应用的深入，在已知比辐射率的前

提下，利用各种对大气辐射传输方程的近似和假设，

相继提出了多种地表温度反演算法。如：•

单通道法•

多通道法（分裂窗法）•

单通道多角度法•

多通道多角度法•

……其中，单通道、多通道是基本的方法大气廓线

(温、湿、压.)0

0

0

,

L

,

L卫星数据Ts

L

B

(TS

)

0

L0

(1

)L0

0

L

L单通道法使用卫星遥感的热红外单通道数据，借助于已知的大气垂直廓线数据（温度、湿度、

压力等），

结合大气辐射方程（

如

Modtran

）

计算得到大气辐射(

、

)

和大气透过率（0

0

等参数，并通过热辐射传输方程，反演地表温度。

热辐射方程大气辐射传输方程.0

）单通道法需要已知地表

比辐射率、大气廓线(或大气透过率、大气平

均温度)，并需要有一个精确的辐射模型。由于精确获取比辐射率、大

气垂直廓线、一般较困难，因而在实际运行系统中的使用受到一定的

限制。单通道法统计方法：从辐射传输方程出发，考虑大气含水量、传感器视

角天顶角的影响，建立的遥感接收的亮度温度与地

表温度的经验公式，公式中的经验系数通过同步实

测资料回归求得。不同卫星传感器、不同地点（区域）的方程不同。

注：光线天顶角：光线与当地天顶方向的夹角，即入射

光线与地面法线间的夹角。传感器视角天顶角：进入传感器光线与地面法线的

夹角。多通道法

---

分裂窗法(Split-Window)1975年McMillin最早提出这种方法，其基本思路是大

气在NOAA卫星的AVHRR传感器的第4（10.5-11.3微

米）、第5（11.5-12.5微米）通道两个相邻的波谱窗口

具有不同的吸收特性，可以通过这两个辐射亮度的某

种组合来消除大气影响。最初的劈窗算法是针对海水表面研究提出的，只适用

于海面温度的反演，精度在1K以内。海面温度遥感的

特点是下垫面均匀且发射率已知（海水近似为黑体，

发射率接近1）。后来分裂窗算法逐渐应用到陆面温度反演，劈窗算法

的改进算法是目前地表温度反演中应用最广泛的方法，

它原理明确清晰，计算简单，反演精度较高。s

ij多通道法

---

分裂窗法(Split-Window)利

用

10

～

13mm

的

大

气

窗

口

内

两

个

相

邻

通

道

（

一

般

10.5

～

11.5mm

、

11.5

～

12.5mm

）

对

大

气

吸

收

作

用

的

不

同

（

尤

其

对

水

汽

吸

收

的

差

异

）

，

通

过

两

个

通

道

测

量

值

的

各

种

组

合

来

消

除

大

气

的

影

响

，

反

演

地

表

温度。此方法也需要已知比辐射率。分裂窗法的一般式为：T

aT

bT

c式中，Ts

为地表温度；Ti、Tj

分别为

两个相邻通道

i、j

的亮度温度；a、b、c

为经验系数，和

地表发射率

和大气状态有关，

一般

通过星-地同步观测，采用统计回归的经验方法获得，也可通过

数

值模拟方法得到；不同卫星数据、不同处理方法所得系数略有不同

，因此陆地表面温度分裂窗算法也被称为“局地分裂窗方法”

。分裂窗法在海面温度反演中较为成功，反演精度优于

1

K。4、

5学

者

们

提

出

了

不

同

形

式

的

分

裂

窗

算

法

，

实

质

上

都

是

两个

通

道

的

组

合

，

系

数

不

同

，

但

都

是

发

射

率

、

水

汽

的

函

数

，但求解系数的方法不同

。如

Uliveri

等（1992）提出的公式：Ts

T4

1.8(T4

T5

)

48(1

)

75

式中ε

ε

分别为NOAA/AVHRR

第4、5波段的比

辐射率；

4

5

、

4

5

。注：上面的公式是从NOAA数据推导出来的，对

于在10-12微米范围有2个通道的热红外传感器基

本适用，但公式中的系数会不同。v

bsvbsKerr等（1992）将干旱-半干旱地表看成由植被表

面和裸土表面两种不同类型的表面混合构成，考虑

它们各自对地表温度的不同贡献，

用NDVI

替代地

表比辐射率，给出了一个干旱-半干旱地区的反演

地表温度的经验算法：T

CTv

(1

C

)TbsTv

2.4

3.6T4

2.6T5Tbs

3.1

3.1T4

2.1T5C

NDVI

NDVI

bs

NDVI

v

NDVI

bs式中，T

、T

分别为植被全覆盖和裸地时的表面温度；

NDVI

为植被全覆盖的最大NDVI值；NDVI

为裸地的最小NDVI值；C

相当于植被盖度。2222几种常用的分裂窗算法

作者Price,

1984算法表达式Ts

=

a0+a1Ti

+

a2(Ti-Tj)+a3(Ti-Tj)(1-

)+a4Tj∆

Prata

and

Platt,

1991Ts

=

a0+a1Ti/

+

a2Tj/

+

a3(1-

)/

Vidal,

1991Ts

=

a0+a1Ti

+

a2(Ti-Tj)

+

a3(1-

)/

+

a4∆

/

Ulivieri

et

al.,

1992Ts

=

a0+a1Ti

+

a2(Ti-Tj)

+

a3(1-

)

+

a4∆

Sobrino

et

al.

1993Ts

=

a0+a1Ti

+

a2(Ti-Tj)

+

a3(Ti-Tj)

+a4(1-

)

+

a5∆

Sobrino

et

al.

1994Ts

=

a0+a1Ti

+

a2(Ti-Tj)

+

a3

+a4∆

/

Coll

et

al.,

1997Ts

=

Ti

+a0+a1(Ti-Tj)

+

a2(Ti-Tj)

a3(1-

)+a4∆

Becker

and

Li,

1990aTs

=

a0+P(Ti+Tj)/2

+

M(Ti-Tj)/2Wan

and

Doizer,

1996Becker

and

Li,

1995P=a1+a2(1-

)/

+a3∆

/

M=a4+a5(1-

)/

+a6∆

/

Ts

=

A0+P(Ti+Tj)/2

+

M(Ti-Tj)/2A0

=

a0+a1wP

=

a2+(a3+a4wcosθ)(1-

)-(a5+a6w)∆

M

=

a7+a8w+(a9+a10w)(1-

)-(a11+a12w)

∆

注：Ti和Tj为相邻通道的亮度温度；

=(

i+

j)/2，∆

=(

i-

j)；w为水汽含量；

ai（i=1,

2...12）为未知系数单通道多角度法单通道多角度方法建立在同一物体由于从不同角度

观测时所经过的大气路径不同而产生的大气吸收不

同的基础上，可以通过单通道在不同角度观察下所

获得的亮温的线性组合来消除

大气效应的影响。有研究表明，利用ERS-1上的辐射计所获得的热红

外数据（θ为

0°、55°），通过双角度法来反演海

洋表面温度精度可达

0.3K或者更好。多通道多角度法它

的

基

本

点

在

于

，

无

论

是

多

通

道

还

是

多

角

度

分

裂

窗

法

，

地

表

真

实

温

度

是

一

致

的

。

利

用

不

同

通

道

、

不

同

角

度

对

大

气

效

应

的

不

同

反

应

，

来

消

除

大

气

的

影

响

，

反

演

地

表

温

度

。

如

，

同

时

利

用

ERS-1/ATSR

遥

感

器

的

11μm

、

12μm

通

道

的

垂

直

观

测

θ=0°

和

前

向

观

测

θ=55°

数

据

反

演温度。多时相法代表性方法如：双温双通道法原

理

：

用

双

通

道

辐

射

计

对

同

一

个

目

标

观

测

两

次

，

在

两

次

观

测

时

假

设

目

标

的

发

射

率

不

变

，

而

温

度

不

同

，

则

会

有

4

个

观

测

值

，

4

个

方

程

，

未

知

数

是

两

次

观

测

得

到

的

2

个

温

度

、

目

标

在

两

个

波

段

上

的

两

个

发

射

率

，

共

4

个

未

知数，方程组可解。陆面温度遥感反演面临的主要问题-1由

于

陆

地

表

面

温

度

（

LST

）

变

化

大

，

遥

感

图

像

上

的

目

标

难

于

满

足

均

匀

、

同

温

的

要

求

，

温

度

的

反

演

相

当

复

杂

。

其

原

因

在

于

：①

陆地表面比辐射率具不确定性，它依赖于地表组分，并与

物理状态（如含水量、粗糙度）

和观测角等因素有关，在时空

上变化大，如10～12μm波长范围内地表比辐射率可在0.90～

0.99μm之间变化；且陆面一般非均质，像元尺度内比辐射率

整体差异大，难以预先确定（一般只能作为未知量）。而且，有关‘像元尺度比辐射率

该如何定义、如何计算？’

等理论问题，需要进一步深入研究。陆面温度遥感反演面临的主要问题-2②

温度与比辐射率的分离很复杂。目前国内外学者提出多种

不同的多通道、多角度方法和温度反演策略。即通过多通道、

双温度（昼/夜数据）、相邻像元等方法，同时反演像元的温

度和比辐射率，建立地物比辐射率的先验知识库。如：万正明、李召良（1997）利用

MODIS

7个热红外通道，

（其中

8～14μm窗口内的

4个远红外通道，3.5～4.5μm窗口内的

3个中红外通道）的昼/夜数据，建立方程组，同时反演地表

温度、通道平均比辐射率和大气参数；并被选为MODIS-

daily

LST/emissivity

product

的反演方法。又如：从地表热辐射的方向性以及非同温混合像元入手，

运用地物辐射的多角度信息，进行非同温像元热辐射特性

和比辐射率方向性研究，来反演地表温度。陆面温度遥感反演面临的主要问题-3③大气纠正中必须考虑大气的吸收和热发射等的影响。

遥感热红外测温仪所测的地表辐射亮度

L包含有环境辐照度，环境辐照度主要是指由大气、云的下行辐射所造成，并具有方

向性。因此，在陆面温度遥感反演的大气效应中，必须考虑到

大气下行辐射效应（环境辐照度）、

陆面上方气溶胶的局地变

化，简单地用某“大气模式”替代是很不够的。因此，进行准

确的大气校正是非常必要的。研究表明，考虑水汽校正可使地表温度反演的精度达到

0.2~0.1K。陆面温度遥感反演面临的主要问题-4④

建立非同温混合像元辐射方向性模型与经验表达式等；

陆地表面多为非同温的混合像元，对于精确的地表温度反演

而言，像元尺度的平均温度已意义不大，需要反演像元内的

组分温度才更有实用价值。农田村庄道路森林裸地像元被分为农田、道路、裸地、村庄、森林几块，像元的热辐

射是上述几部分热辐射的线性和。陆面温度遥感反演面临的主要问题-5⑤

地表温度是由物质的热特性及几何结构共同决定的。同时

，

它还受到微气象（空气温度、湿度、风）、

生态环境（高度、坡

度、坡向、植被类型、水分状况、叶面指数、叶角分布、株高等）、

土壤物理参数（土壤水分

、组分、结构、类型、表面粗糙度

）等的

影响。因此，地表温度的最终反演，还需要运用非遥感获得的微

气象、植物生理生态、土壤物理等参数，进行区域校正，以

便得到更准确的地表温度。因此，要深入研究陆面温度反演的各种不确定性、热辐射

方向性、测量值的物理解译等理论问题，不断提高反演的

精度。第

7章

热红外遥感（三）

热红外扫描图像的

特点与解译一、热红外扫描图像的特点

二、成像时段的选择

三、物体的热学性质

四、热图像的解译与应用一、热红外扫描图像的特点1.

热红外图像记录地物的热辐射特性（一种人眼看不见的性质）。

它

依

赖

地

物

的

发

射

能

量

可

昼

夜

成

像

。

热

图

像

是

地

物

辐

射

温

度

分

布情况的记录，图像色调与色差是温度与温差的显示与反映。2.

由

于

热

扩

散

作

用

的

影

响

，

热

红

外

图

像

中

反

映

目

标

的

信

息

往

往偏大（夸大），且边界不十分清晰。3.

热红外扫描图像具有所有扫描图像所固有的几何畸变。如

扫描镜旋转速度变化，使像点间隔不恒定；由于弧形扫描与平

面记录，使边缘像点变形；飞行姿态的滚动、倾斜，使图像弯

曲变形或比例尺变化等。4.

热红外扫描图像具有不规则性，这种不规则性可以是由多

种因素引起的。如：天气条件（云、雨、风等）的干扰，电子噪声

的影响等，后处理的影响（曝光、胶片等）。这一切均可使图像出

现“热”假象。消除噪声的干扰获取真正的信息十分重要。5.

有些方面的热信息比较弱（如和地震相关的热异常信息）二、热红外图像成像时段的选择选择什么时间的图像;图像1图像2一般说来，黎明前（约

在午夜

2-3时）多反映热沙地沙地一天中的最低温度；而

午间2点左右，多反映

一天中的最高温度，因温度草草地林地而多采用这两个时段热

红外成像的温度数据，林湖构成日温差最大值，可

以估算物体的热惯量，

进行热红外制图。湖冷日出中午日落时间三、物体的热学性质（描述）地

表

任

一

物

体

的

温

度

变

化

极

限

（

峰

值

）

和

变

化

速

率

均

是

由

物

质本身

的热学

性质决

定的，并可以通过它的热传导率、热容量、

热惯量等来测定或描述。1）热传导率（Thermal

conductivity）热

传

导

率

又

称

导

热

系

数

，

反

映

材

料

传

导

热

量

的

能

力

，

是

对

热

量通过

物体的

速率的度量。它指为单位截面、单位长度的材料

在单位温差下、单位时间内传导的热量。热

传

导

率

单

位

为

卡

/

厘

米

·

秒

·

度

。

金

属

具

有

高

的

热

导

率

，

而

绝

缘材料则具有低的热导率。岩石通常是热的不良导体。2）热容量（Thermal

capacity）与

比热（Specific

heat）热

容

量

与

比

热

均

是

物

质

储

热

能

力

的

度

量

。

物

质

所

吸

收

的

热

量是根据温度变化来计量的。热容量

：

在一定条件

下

(

如定压

或定容条件

下

)

，物体

温度升

高1℃所需要吸收的热量，常用

C

表示，单位为卡/度。

比热（容）：单位质量的热容量，即单位质量物体改变单位温度

时吸收或放出的热量。常用

c

表示，单位为卡/克·度；均匀物质的热容量等于其比热(c)与质量(m)的乘积。热容量和比热是随温度变化的，所以必须指定测量温度，常

用15℃。如净水的比热为1卡/克·度，即意味着

1克

15℃的净水

温度升高

1℃所需

1卡热量。在有限的温度范围内，物质的比热可以认为是常数。

常见物质（地表土壤、岩石、金属、木、水等）

中，水的热容

量最大。1

232

1/23）热惯量（Thermal

inertia）热

惯

量

是

一

种

综

合

指

标

。

它

是

物

质

对

温

度

变

化

的

热

反

应

的

一

种

度

量

，

即

量

度

物

质

热

惰

性

（

阻

止

物

体

温

度

变

化

）

大

小

的

物

理

量。热惯量大的物质，对温度的变化阻力较大。热惯量常用P表

示。

物质热惯量P由下式给出：P

[

K

c]式中，K为热导率，c为

比热，

ρ为密度（克/厘米

）。

20℃时，水的热惯量为0.037卡/厘米

·秒

·度。一般说来，物